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| ミランコヴィッチメニューへ戻る 1950年代以降の気候温暖化下におけるチベット高原の永久凍土の動態変化 Permafrost dynamic change on the Tibetan Plateau under climatic warming since 1950s Zhihua Zhang Shandong University Annette Rinke Alfred Wegener Institute Helmholtz Centre for Polar and Marine Research Received: 17 April 2015 / Accepted: 27 August 2016 / Published: 12 September 2016 概要 チベット高原は、地球の極端な大陸性気候設定の1つに位置し、東アジアやインドのモンスーンや偏西風などの多数の気候体制の影響を受けています。永久凍土層が中緯度に存在する世界最大の地域であり、その相対的な暖かさと浅い厚さにより、北極圏よりも気候の温暖化に敏感になっています。永久凍土層の温度、範囲、活性層の厚さの変化は、何十年にもわたって観察されてきました。この論文では、この動的な永久凍土地域におけるこれらの変化をレビューします。特に、永久凍土の分布の変化と10年あたり約99,000 km（2）の面積損失、4〜8 cm /年の活性層の厚さの増加、および解凍の増加に注目します。約10〜16日/ 10年の日。土壌温度と土壌含水量が変化するにつれて、河川流出は年間のほとんどにわたって減少しました。正味の一次生産の増加率は土壌呼吸の増加率よりも速いため、気温の上昇により、チベット高原は20世紀の正味の炭素源から正味の吸収源に変化した可能性があります。 序章 はじめに@永久凍土、または永久凍土は、少なくとも24か月連続して0o @ C @より低い温度の土壌です[1-3]。永久凍土層の厚さ、発生、および地理的範囲は、表面温度の変化に敏感に反応します。最近の気候温暖化は、地球全体でほぼ遍在する地温の上昇をもたらし、その結果生じる永久凍土層の劣化は、少なくとも局所的に、土壌水分含有量、土壌@栄養素の利用可能性、生態学、および土壌炭素循環に大きな変化をもたらしました[4]。 @チベット高原（TP）は世界で最も高い標高の高い地域で、平均して@海抜4500mです。 74–105o @ Eと25–40o @ Nの間に位置し、約@ 2,545,000 km2 @の面積をカバーします。 TPは、アジア大陸の大部分に水資源を供給する上で重要な役割を果たします。そこから始まる大きな川を経由して、またTPとインド洋の間の温度コントラストを介して、TPは重要な制御要因です。 Asian @monsoonと全球大気循環パターンの両方[5]。 TPの永久凍土層は、主に崑崙山脈とタンラ山脈の間の@高原の内部で発生します。Xidatanは崑崙山脈の北にあり、Anduoはタンラ山脈の南にあります。現在、永久凍土の面積はTPで約1.27×106 km2であり、その総面積の約50％を占めています[6]。 TP永久凍土層は、高原の北部と南部の両方で不連続として見られます（図1）。永久凍土層の直接マッピングは、特にTPの中央部と西部地域で、遠隔地と過酷な環境のために、これまで非常に制限されてきました。地理情報システムとリモートセンシング技術は、永久凍土の空間分布を監視するための@主要なツールであり[7]、地図はまばらな観測ネットワークへの@統計的適合を使用して作成されます。 ただし、TP @ permafrostの分類とマッピングは、さまざまな研究間で一貫していません[8]。過去50年間のさまざまな時期に作成された永久凍土層の地図には、かなりの不確実性が存在します。現在、中国の氷河、凍った地面、砂漠の1：@ 4,000,000マップ[9]が最も信頼できます。この@マップは、TP全体の76のボアホールデータステーションのネットワークを使用した、緯度、高度、平均地温間の多重線形回帰に基づいています[10]。ナンら[11]は、Wang et al。の地図[9]で、西部TPでは@永久凍土が過大評価されていることを示唆しましたが、これは国際永久凍土協会の地図[12]よりもはるかに優れています。@  図1. 中国における永久凍土の分布 [9] TPの永久凍土層は、北極圏の永久凍土層よりも気候の温暖化に敏感であると考えられています。チベットの永久凍土層は比較的暖かくて薄く、ほとんどが-2.0°Cよりも暖かく、厚さは100m未満です[13]。その結果、気温の変化に非常に敏感であり、永久凍土層の大幅な温暖化、解凍、間伐、後退がここ数十年で高原全体で報告されています[7、14、15]。 この感度は、地域の@水収支、生物多様性、炭素循環、およびTPのエンジニアリング構築に大きな影響を及ぼします[16]。この@論文では、TPの永久凍土地域の変化におけるいくつかの重要な側面を評価します。これには、永久凍土の分布と劣化、永久凍土の温度、活性層の厚さの変化、土壌水分量と表面流出、炭素排出量と吸収源が含まれます。 。@ PERMAFROST DEGRADATION @過去数十年にわたって、TPで重大な永久凍土層の劣化が発生しています[7]。永久凍土層の劣化の@プロセスは、5つの段階に分けることができます。 開始段階、上昇@温度段階、ゼロ地熱勾配段階、タリック層段階、消失段階。@高山と中山の永久凍土は上昇温度段階にあり、@中域と低山の永久凍土は遅い上昇温度段階からzero @ geothermal勾配段階。ゼロ地熱勾配段階は、高い高原と谷で見られます。@ゼロ地熱勾配段階からタリック層段階への移行は、patchy @ permafrost領域で発生し、永久凍土は縁から消えています[17]。@以来、地温が上昇しています。 1970年代には、永久凍土層が薄くなり、薄い永久凍土層が完全に解凍されました[18]。 Li etal。 [19]は、一次元熱方程式を使用して、TP東部のMaduo付近の永久凍土層の劣化をシミュレートしました。シミュレーション結果は、1世紀あたり4 o @ Cの平均年間気温の規定された上昇率を使用して、110年後、永久凍土層の基部が初期値の55.0mから15.2mに上昇することを示しました。 低含水率の岩盤におけるbasal @ permafrost劣化の予測速度は、0.018 o @ C / mのベースで一定の温度勾配を仮定すると、60 @年後に0.58m /年のピークに達します。これは、@パーマフロストが適用された温暖化シナリオの下で高度の持続性を持ち、表面近くの@氷が豊富なパーマフロスト層の潜熱含有量が高いため、ほとんどがベースから薄くなり、表面からははるかに薄くなることを意味します[19 ]。気温の影響に加えて、標高の低い場所での最近の冬季の雲量の増加と標高の高い場所での減少による放射バランスの変化も、永久凍土の劣化に寄与します[20]。 Li etal。 [21]西寧市近くの輸送回廊に沿った調査@永久凍土分布（図2）。彼らは、@標高、6月の潜在的な直達日射量、および地形の湿り度指数が、永久凍土の存在と分布に影響を与える重要な要因であることを発見しました。@ TPの永久凍土は、高い地温と高い氷含有量を特徴とするため、@その劣化はその結果、サーモカルスト湖が形成されます。 Niu etal。 [22] @ Qing–Tibet鉄道に沿ったKunlun峠とFenghuo峠の間の@thermokarst湖を調査しました（図2）。 250を超える湖が、鉄道の両側に沿って幅200 mの帯内に分布しており、面積は139万m2です。最大の湖は約60,000m2 @、@であり、最小の湖は200 m2 @未満であり、平均面積は5,580 m2 @です。 @thermokarst湖の分布は、氷の含有量と永久凍土の温度に密接に関連しており、@湖の83.8％は氷が豊富な永久凍土地域にあり、54.9％は高温の永久凍土地域にあります。@低高度限界の上昇Permafrost @ 1970年代以降の地温の上昇により、「island @ permafrost」境界が上昇しました[18、23]。 Cheng [24]は、永久凍土の下限（H）と緯度（φ）の間の統計的関係の実験式を示しました。これは、ガウス分布として表されます。@ function：@ H = 3650 exp [-0.003（φ-25.37）2 @] +1428。  図2. TP上の主な永久凍土観測点の位置 それに基づいて、Li等。 [25]はさらに、TPの永久凍土分布に対する緯度と高度の統合効果を評価しました。地球温暖化により、1970年代以降、TPの永久凍土層の低高度@限界が40〜80m上昇しました[14]。 ChengとWu [13]はさらに、永久凍土層の下限が過去30年間で北に25 m上昇し、過去20年間に南で50〜80m上昇したことを示しました。また、福井ほか。 [26] TP南西部に位置するネパールヒマラヤのクンブヒマルにおける永久凍土層の下限の調査@変更。 1973年の永久凍土層の下限は、この地域の南斜面の海抜5200〜5300 m @と推定されましたが、2004年には5400〜5500 mでした。 したがって、永久凍土層の下限は、クンブで100〜300m上昇しました。 @ 1973- 2004年のネパールヒマラヤのヒマル。@永久凍土地域の縮小@TP全体で、永久凍土の面積範囲は@過去数十年の間に大幅に減少しました[14]。清チベット高速道路（図2）に沿って、永久凍土層の境界は南の下限で北に12 km移動しましたが、北の下限で南に3km移動しました。 マドゥオ郡では、永久凍土帯の水平方向の変化は15kmです[14]。 In @Xidatan地域Wuetal。 [27]は、50 MHzの地中レーダーを使用して、TPの不連続永久凍土の@northern境界の変化を検出しました。 @ 1975年の観測データと比較すると、Xidatanの永久凍土層の面積は12％減少しました。 TP全体について、標高データを使用して、@平均年間気温と気温の垂直減率、Cheng etal。 [6] 永久凍土の面積は、1960年代から2000年代にかけて数十年にわたって減少したと推定されています（図3a）。劣化した永久凍土の総面積は約3.3×105km2 @であり、これは1960年代の永久凍土の総面積の約5分の1を占めています。 Guo et al。のシミュレーション結果[28]（図3a）は、TPの@永久凍土域が10年あたり@ 99000 km2の減少率で、有意な減少線形傾向を示すことを示しました。ナンら[11]は、気温が0.02°C /年上昇すると、TPの永久凍土面積は50年後に8.8〜13.5％、100年後に約46％縮小することを示唆しています。 @ CommunityLandModelバージョン4の出力に基づく、郭ら。 [28]は、@永久凍土地域が21世紀半ばまでに約39％減少し、21世紀末までに約@ 81％減少すると推定しています。@祁連山脈（図2）はの北東部にあります。 TPであり、TPの最も重要な高山永久凍土地域の1つを構成します。趙ら[29]は、ロジスティック回帰@モデルを使用して、祁連山脈における1960年から2009年までの高山永久凍土の分布の10年ごとの変化をシミュレートしました（図3b）。 高山の永久凍土の面積は全体的に減少しています。後で、@雪、氷、凍った地面の地図、地形的および気象的要因に基づいて、Zhang @ etal。 [30]は、多基準アプローチを使用して、同じ地域の永久凍土分布をシミュレートしました@（図3b）。また、過去30年間で約17％の全体的な減少傾向（つまり、約@ 15600 km2 @の減少）を示しました。 。気候変動の傾向を将来に外挿すると、キリアンの永久凍土層は今後15年間で約5100km2劣化し続けることが示唆されます。  図3. (a)東ティモールと(b)奇蓮山地(北東ティモール)の永久凍土面積の変化 1960 年代から 2000 年代までの間に [6, 28-30] 、10 年ごとに 99,000km2 の減少率を示した [28]。 永久凍土温度の上昇 @TPでは、年間平均地表面温度は大きく変動し、年間平均気温に関連していますが、土地の種類、植生、積雪、夏のモンスーンの影響も受けます。 1967年から1997年の間に、最も暖かい地表面温度は北西TPで発生し、年間、寒い季節、暖かい季節の気温はそれぞれ約14.3、1.7、26.9 o @ C @ C @でした[31]。瑪多県（図2）Xue etal。 [32]は、1980年から2005年の間に年間の地表面温度が10年ごとに平均0.6°Cの割合で上昇したことを示しました。 @土壌温度の上昇は、1983年から2001年の間に表面融解日数の60日間の増加も引き起こしました。 、エネルギー、湿気、ガスのほとんどの交換が発生したとき。ウーら[33] @中央TPの永久凍土地域またはそれに隣接して配置された16の気象観測所からの地表面温度記録を分析した。彼らはまた、統計的に有意な温暖化を明らかにしました。年間平均地表面温度は、1980年から2007年の期間にわたって、10年あたり平均0.60°Cの割合で上昇しました。中央TPでは、表面凍結指数が111.2°Cd / decadeの割合で減少し、表面解凍指数が125.0°C @ d / decimalの割合で増加しました。これは、季節的な霜の浸透が大幅に弱まり、活性層の大幅な肥厚、特に揚子江の源流域で顕著。 @永久凍土温度は地温と気温と密接に関連しています[33]。 @深さ1mでの年間平均永久凍土温度は約0.12〜1.65°C上昇し、1996年から2006年にかけて永久凍土地域で平均0.91°C上昇しました。 TPの[34]。 WuとLiu [35]は、GolmuとTuotuo River Passの間の清-チベット高速道路沿いの7つのサイトを使用しました（図2、表@ 1）。彼らのデータは、年間永久凍土温度の最大傾向（6または8mの深さで@ 0.05o @ C /年以上）がTPの高山永久凍土地域で発生し、@最小傾向が高原で発生したことを示しました。 永久凍土。 WuとZhang [34]はさらに、深さ6mでの@長期平均永久凍土温度が安藤近くのTouerjiu @ Mountainsサイトの-0.19o@CからFenghuoMountainPassの-3.43o@Cまで変化することを示しました。平均約-1.55o @C。@深さ6mでの平均年間永久凍土温度は0.12-0.67o @ C上昇し、1996年から2006年の間に平均約0.43o @C上昇した。 @表1.年間地盤の傾向Qing-Tibet @ Railway / Highway [33-36]に沿った地表と永久凍土の温度  土地の種類が異なれば、永久凍土の温度に影響を与える可能性があります。 Xie etal。 [37]は、永久凍土の温度に対する@desertificationの影響を研究しました。厚い砂層で覆われた永久凍土層の下の年間地温は、自然の地表面よりも低く、気温の低下は-0.2°Cでほぼ一定でした。砂層の下の永久凍土温度の変化は、砂層とTPの自然地表面との間のアルベドと熱伝導率の違いに起因する可能性があります。 TPで砂漠化が発生すると、sand @ surfaceの反射率は0.25〜0.4に達する可能性がありますが、裸の表面の反射率はわずか0.1〜0.25です。後で、TPの@Beiluhe地域で、Wu等。 [36]は、2002年から2012年にかけて、深さ6mでの@permafrost温度の上昇率が、砂漠の草地の0.013°C / decadeから高山の生態系の@ 0.181°C / decadeまで変化することを示しました。 10 m、速度は砂漠の草地の0.085°C / decade @から高山の生態系の0.161°C / decadeまで変化しました。さらに、永久凍土層の温度@も、植生被覆の量によって大きく異なります。 たとえば、Wang etal。@ [38]は、2005年から2009年の間に揚子江の水源地域（Tuotuo River Passの近く）を調査し、高山草原の植生被覆の減少が土壌融解温度と水分の増加をもたらすことを発見しました。 、土壌凍結温度と水分の減少、および土壌温度の季節変化の開始の進行。@ TP全体で、深さ15mの永久凍土温度は@標高と緯度によって強く制御されます。 1960年代初頭以来、清チベット高速道路/鉄道@に沿った190の試錐孔からのデータに基づいて、Wu etal。 [39]は、線形回帰による実験式を示しました。  ここで、T15は深さ15 mの永久凍土温度（°C）、φは緯度（°）、H100は高度（in @ hectometres）です。これは、深さ15 mの永久凍土層の温度が、標高100mの上昇あたり0.57°C @、緯度1度あたり0.79°Cの割合で低下し、清チベット@鉄道@ Gao etal。 [40]ウェーブレット法を使用して、1996年から2012年の期間にわたる@清-チベット高速道路沿いの永久凍土層の温度データを分析しました。永久凍土層の温度は、深さが増すにつれて、より長い@時間スケールで変化しました。 永久凍土層の温度のウェーブレットパワースペクトルは、約6、12、22〜29、34〜45、60〜81、および102〜108か月の期間の好ましい時間スケールで表示されます。 Gao etal。 [40] @これらの支配的な変動の原因を示唆していませんでしたが、明らかな5〜7年は、@北大西洋振動の変動と偏西風の変動と一致します。@活性層は、夏の間に融解する永久凍土の上の層です。そして冬にはfreezes @。 TPの北部および西部地域の活性層の厚さ（ALT）は、東部および南部地域のそれよりも大きい[41]。特に、清チベット高速道路沿いの1995年から2007年の間に、長期的かつ空間的に平均化されたALTは約2.41 mであり、範囲は1.32〜4.57mでした[17]。活性層の厚さは、夏（地面）の温度、@土性（つまり、地面の熱特性）、植生被覆、土壌含水量、雪@被覆などに依存します[42]。 ALTの平均増加率は1995年から2007年の期間にわたってTPで約7.5cm /年でした[17]。@土壌凍結-解凍サイクル@土壌表面での凍結融解プロセスは@ALTを決定する上で重要な役割を果たします。 そしてその大気との相互作用。土壌の凍結融解サイクルの傾向は、TP全体の気候温暖化と正の相関関係があります。 Guo etal。 [43-44]は、さまざまな凍結融解条件下での地表水と熱交換を調査し、表面での日周凍結/解凍サイクルに起因する未凍結土壌水の日周サイクルが潜熱に大きな影響を与えることを示しました。フラックス。すでに述べたように、Xue etal。 [32]は、1983年から2001年までの60日間の表面融解日数の延長を発見した。その後、Li etal。 [45]は、1988年から2007年の期間に土壌融解の開始日が約14日早く、土壌凍結の開始日が約10日遅くなる傾向があり、凍結日数が減少したことを発見しました @DEEPENING OF ACTIVE LAYER ディケードあたり16。8日までにTPを超えます。最も重要な変化は、北東部のTPと南西部のTPで発生しましたが、北西部のTPではほとんど変化がありませんでした。 Guo etal。 [46] @ 1981年から2010年にかけて、TPの凍結期間は永久凍土と季節的に凍結した地面でそれぞれ9.7と8.6 @ days / decade短縮されたと推定されています。さらに、周等。 [47] @は、積雪が土壌の凍結融解サイクルに与える影響を調査しました。 積雪がない場合と比較して、snow @depthが20cm未満の場合、土壌はより深く凍結します。浅い積雪は@アルベドを増加させ、次に太陽放射の吸収を減らし、土壌温度を下げることができます。@しかし、このプラスの効果は冬の降水量と雪の深さの増加とともに失われます。@ ALTの過去の変化@上の活性層の深さTPは、過去数十年にわたって徐々に増加しており、これは、陸域の水循環、生態系、および気候@フィードバックに直接影響を及ぼしています。 ALTの上昇は主に夏の気温の上昇によるものですが、@冬の気温と積雪状態の変化は役割を果たさないか、非常に限られています@ [17]。 WuとLiu [35]は、@ GolmuCityとTuotuoRiver Passの間の清-チベット高速道路に沿って7つの観測サイトを設置しました（図2）。すべてのサイトのデータによると、ALTの平均@年間深化は高山地域で約4.0〜8.4 cm /年、高平野地域で0.8〜6.5 cm /年、3〜5 cm /年でした。 1996年から2001年までの中低山地帯。 TPのBeiluhe @ regionで、Wu etal。 [36]は、2002年から2012年にかけて、ALTの平均増加が約4.26cm /年であることを示しました。また、瑪多県では、1983年から2003年にかけて4月、5月、6月に季節融解層の深さがそれぞれ54cm、102cm、77cm増加した[32]。@将来の予測ALT @多くの研究者がALTの変化をシミュレートおよび予測するためのさまざまな方法を検討しました。@ Pang etal。 [31]は、TP上の凍結地域の季節的な凍結融解深度を計算し、北部および西部地域のALTが東部および南部地域のALTよりも大きいことを発見しました。 清チベット高速道路沿いの永久凍土地域のALTは一般に2.0m以上であり、ALTが2.0 m未満の地域は主に、崑崙山脈、鳳凰山脈、タングラ山脈などの高山地域にありました。 。 Li etal。 [19]は、一次元熱方程式を使用して、TP東部のMaduo付近の永久凍土層の劣化をシミュレートしました。シミュレーション結果は、1世紀あたりの平均年間気温の規定された上昇率@ 4o @ Cを使用して、110年後、ALTが深さ1.20mから1.48mに上昇することを示しました。 HADCM3モデルで強制するとき、Pang等。 [48]は、21世紀の気温の上昇とともに@ALTが増加することを発見しました。 B1シナリオからの適度な温度強制の下で予想されるALT @の平均増加は0.4mであり、21世紀のより極端なA1F1シナリオの下で1.2 @mの増加が得られました。 ALTの変化は、散発的な永久凍土地域では非常に重要ですが、内陸高原のより寒い永久凍土地域では比較的小さいです。同様に、郭等。 [28]は、A1Bシナリオでは、現在見つかっている0.5〜1.5mの@ALTが2030〜2050年までに約1.5〜2.0mに増加することを示しました。 この@増加は継続し、2080〜 2100年までに2.0〜3.5mのレベルに達します。さらに、@ CoupModelを使用して、Zhou etal。 [47]は、4°Cの温暖化の結果として最大解凍深度が1.5mから約3.5mに増加することを計算し、6°Cの温暖化の結果として永久凍土層の上部にタリックが形成されると予測しました。 A1Bシナリオの下でEarth @ SystemModelによって強制された25kmの地域気候モデルを使用した予測では、2100 @ [49]までにTPの年間温暖化が4°Cになることが示唆されました。 望ましくない人為的気候変動を@減らすために環境を意図的に大規模に操作することを含むof @ geoengineeringスキームについて。私たちはthis @ directionで関連する研究を行っています。@ TPの永久凍土層は北極圏よりもはるかに注目されていません。現在まで、TPに関するmost @ permafrostの調査では、主要なインフラストラクチャ@プロジェクトに関連して適用される側面を扱っています。結果として、永久凍土層の監視サイトは、祁連山脈の近くのいくつかのサイトを除いて、主に清チベット@鉄道/高速道路に沿って配置されています。 ボアホール@温度のモニタリングは、過去数十年の間に、永久凍土層の温暖化、活性層の深化、およびTPでの永久凍土層の広範囲にわたる劣化を示しています。ただし、永久凍土層の監視サイトのcurrent @分布は、科学的な文脈で完全に代表的な@カバレッジを提供するわけではありません。気候変動、永久凍土、@環境の関係は複雑であるため、これらの相互関係をよりよく理解するには、より多くのより良い監視サイトとより長期的な監視が緊急に必要です。一方、observation @ dataが限られている場合は、地域モデリング、高解像度リモートセンシング、および地理情報システムの統合アプローチを使用して、TPの永久霜の動的変化をシミュレートおよび予測します。 @ ACKNOWLEDGEMENTS @この研究は、Nationalによってサポートされています。 Global Change @ Research 2015CB953602の主要科学プログラム、北京高等教育若手エリート教師プロジェクト、および州教育省の帰国した海外中国人学者のためのScientific @ ResearchFoundation。 REFERENCES 参照文献 1. 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